Processus hydrogéochimiques et séparation d'hydrogrammes de crue sur un bassin versant en milieu soudano-tropical de socle au Bénin Donga, haute ...
←
→
Transcription du contenu de la page
Si votre navigateur ne rend pas la page correctement, lisez s'il vous plaît le contenu de la page ci-dessous
Document généré le 27 août 2021 07:34
Revue des sciences de l'eau
Journal of Water Science
Processus hydrogéochimiques et séparation d’hydrogrammes
de crue sur un bassin versant en milieu soudano-tropical de
socle au Bénin (Donga, haute vallée de l’Ouémé)
Hydrogeochemical processes and hydrograph separation in the
Donga catchment in Benin
Kamagaté Bamory, Séguis Luc, Goné Droh Lanciné, Favreau Guillaume et Koffi
Kouadio
Volume 21, numéro 3, 2008 Résumé de l'article
Le projet international et pluridisciplinaire AMMA (Analyse Multidisciplinaire
URI : https://id.erudit.org/iderudit/018782ar de la Mousson Africaine) a été initié en vue de mieux comprendre les
DOI : https://doi.org/10.7202/018782ar variabilités climatiques de l’Afrique de l’Ouest et leur impact hydrologique. La
haute vallée de l’Ouémé au Bénin (10 000 km2) a été retenue et instrumentée
Aller au sommaire du numéro (pluie, débit et nappe) depuis 1997. Le sous-bassin de la Donga (586 km2), cadre
d’observations intensives depuis 2003, permet de préciser les processus
majeurs et quantifier les termes du bilan hydrologique. Le travail vise à
déterminer le fonctionnement hydrogéochimique du bassin de la Donga, et à
Éditeur(s)
identifier et quantifier les composantes majeures de l’écoulement de surface
Université du Québec - INRS-Eau, Terre et Environnement (INRS-ETE) par traçage géochimique naturel.
Le caractère temporaire des eaux de surface, la très faible minéralisation des
ISSN écoulements ainsi que l’asynchronisme entre le tarissement des rivières et la
vidange de la nappe phréatique traduisent une origine superficielle des débits
0992-7158 (imprimé)
et un échange de flux négligeable entre cette nappe et le réseau
1718-8598 (numérique)
hydrographique. L’écoulement à l’exutoire, limité à la saison des pluies,
apparaît être essentiellement formé d’un flux rapide (ruissellement Hortonien
Découvrir la revue et écoulement sur surfaces saturées) et d’un flux lent de subsurface (vidange de
nappes perchées saisonnières), sans contribution significative de la nappe
phréatique. En accord avec ce fonctionnement, une séparation géochimique de
Citer cet article l’hydrogramme de trois crues a été réalisée.
Bamory, K., Luc, S., Lanciné, G. D., Guillaume, F. & Kouadio, K. (2008). Processus
hydrogéochimiques et séparation d’hydrogrammes de crue sur un bassin
versant en milieu soudano-tropical de socle au Bénin (Donga, haute vallée de
l’Ouémé). Revue des sciences de l'eau / Journal of Water Science, 21(3), 363–372.
https://doi.org/10.7202/018782ar
Tous droits réservés © Revue des sciences de l'eau, 2008 Ce document est protégé par la loi sur le droit d’auteur. L’utilisation des
services d’Érudit (y compris la reproduction) est assujettie à sa politique
d’utilisation que vous pouvez consulter en ligne.
https://apropos.erudit.org/fr/usagers/politique-dutilisation/
Cet article est diffusé et préservé par Érudit.
Érudit est un consortium interuniversitaire sans but lucratif composé de
l’Université de Montréal, l’Université Laval et l’Université du Québec à
Montréal. Il a pour mission la promotion et la valorisation de la recherche.
https://www.erudit.org/fr/Processus hydrogéochimiques et séparation
d’hydrogrammes de crue sur un bassin versant
en milieu soudano-tropical de socle au Bénin
(Donga, haute vallée de l’Ouémé)
Hydrogeochemical processes and hydrograph separation in the Donga catchment in Benin
Kamagaté Bamorya*, Séguis Lucb, Goné Droh Lancinéa, Favreau Guillaumeb, Koffi Kouadioa
a
Université d’Abobo-Adjamé, UFR des Sciences et Gestion de l’Environnement, Laboratoire de Géosciences et
Environnement, 02 BP 801, Abidjan 02, Côte d’Ivoire
b
UMR HydroSciences (IRD, CNRS, UMI, UMII), Université Montpellier-2, place Eugène-Bataillon, CC MSE,
34095 Montpellier cedex 5, France
Reçu le 21 septembre 2007, accepté le 27 février 2008
RÉSUMÉ traduisent une origine superficielle des débits et un échange de
flux négligeable entre cette nappe et le réseau hydrographique.
L’écoulement à l’exutoire, limité à la saison des pluies, apparaît
Le projet international et pluridisciplinaire AMMA
être essentiellement formé d’un flux rapide (ruissellement
(Analyse Multidisciplinaire de la Mousson Africaine) a été
Hortonien et écoulement sur surfaces saturées) et d’un flux
initié en vue de mieux comprendre les variabilités climatiques
lent de subsurface (vidange de nappes perchées saisonnières),
de l’Afrique de l’Ouest et leur impact hydrologique. La haute
sans contribution significative de la nappe phréatique. En
vallée de l’Ouémé au Bénin (10 000 km2) a été retenue et
accord avec ce fonctionnement, une séparation géochimique
instrumentée (pluie, débit et nappe) depuis 1997. Le sous-
de l’hydrogramme de trois crues a été réalisée.
bassin de la Donga (586 km2), cadre d’observations intensives
depuis 2003, permet de préciser les processus majeurs et
Mots clés : Bénin, hydrochimie, hydrodynamique, rivière
quantifier les termes du bilan hydrologique. Le travail vise à
tropicale, séparation d’hydrogrammes.
déterminer le fonctionnement hydrogéochimique du bassin de
la Donga, et à identifier et quantifier les composantes majeures
de l’écoulement de surface par traçage géochimique naturel.
ABSTRACT
Le caractère temporaire des eaux de surface, la très faible
minéralisation des écoulements ainsi que l’asynchronisme entre The international and multidisciplinary AMMA project
le tarissement des rivières et la vidange de la nappe phréatique (African Monsoon Multidisciplinary Analysis) was designed
*Auteur pour correspondance :
Téléphone: (+225) 02 20 04 01
Télécopie : (+ 225) 20 37 81 18
Courriel : kambamory2@yahoo.fr ISSN : 1718-8598 Revue des Sciences de l’Eau 21(3) (2008) 363-372Relation nappe-rivière en zone tropicale humide de socle
364
to better understand the West African climatic variability and Cette échelle rend possible une caractérisation plus fine des
its hydrological impact. To attain this goal, the upper Oueme processus hydrologiques, tout en permettant une intégration
river (10,000 km2) was instrumented (rainfall, runoff and suffisamment représentative des variabilités spatio-temporelles
groundwater) in 1997. In 2003, the Donga subwatershed naturelles.
(586 km2) was selected in order to characterize the major
processes and quantify components of the water budget. Alors que l’écoulement des rivières en zone sahélienne
Specifically, the objective was to identify and quantify the est exclusivement formé d’écoulement de surface, du fait des
major components of the surface flow using a ydrogeochemical sols peu couverts, des surfaces encroûtées (Casenave et
approach. Valentin, 1992) et des nappes relativement profondes
(profondeur > 100 m; Favreau, 2000), l’écoulement en zone
The transient character of the surface water, the very low soudanienne se caractérise par une coexistence d’écoulement
mineralization of the river as well as the asynchronism between de surface et d’écoulement souterrain (Chevallier, 1990;
the drying up of rivers and the water table height, suggest a Chevallier et Planchon, 1993). L’objectif de ce
shallow origin for the river flow and an unimportant exchange travail est de caractériser et évaluer les échanges de flux entre le
between that water table and the hydrographic network. River réseau hydrographique et les nappes souterraines, ceci, en vue de
flow at the outlet, limited to the rainy season, appears to be mieux contraindre l’estimation du bilan hydrologique du bassin
essentially made of a rapid runoff (Hortonian runoff and flow versant de la Donga sur deux années (2003 et 2004) ayant une
over saturated soils) and a subsurface delayed flow without pluviométrie et un écoulement contrastés. Il s’agit, d’une part,
significant contribution of the water table. In agreement with d’identifier les composantes principales de l’écoulement de
this assumption, a hydrograph separation for three floods was surface et, d’autre part, de quantifier la contribution de chaque
achieved. composante par une séparation géochimique d’hydrogrammes
de crue.
Keywords: Benin, Hydrochemistry, Hydrodynamic, Tropical
river, Hydrograph separation
2. MATÉRIEL ET MÉTHODES
1. INTRODUCTION 2.1 Milieu d’étude
Les régions ouest africaines, sous régime de mousson, Sous climat tropical de type soudano-guinéen à saisons
sont l’objet d’une sécheresse sévère depuis le début des années contrastées, le bassin versant de la Donga se localise dans la
70 (Lebel et Vischel, 2005; L’Hôte et al., 2002). Ce partie supérieure du bassin de l’Ouémé, au centre-ouest du
phénomène est la conséquence d’une perturbation de la mousson Bénin (Figure 1). Le réseau hydrographique est relativement
africaine, première source des pluies de la région (Lebel et dense et constitué de rivières d’ordre 2 ou 3. Il présente un
Vischel, 2005). Le projet international et pluridisciplinaire régime d’intermittence caractérisé par un assèchement total des
AMMA (Analyse Multidisciplinaire de la Mousson Ouest rivières entre novembre et avril et une reprise des écoulements
Africaine) a été initié en vue de mieux comprendre cette entre mai et octobre.
perturbation. L’un des objectifs de ce programme, en relation
avec notre travail, est la connaissance des bilans d’eau terrestre La pluviométrie moyenne annuelle est estimée à 1 280 mm
et l’impact des changements climatiques et des pressions de 1950 à 1969 (avant la rupture pluviométrique) et de
anthropiques sur les ressources en eau. 1 150 mm de 1970 à 2004 (après la rupture pluviométrique).
Plus de 60 % des pluies annuelles se concentrent entre les mois
Dans le cadre de l’Observatoire de Recherche en de juillet et septembre. L’évapotranspiration potentielle (ETP),
Environnement ORE AMMA-Catch (France, http://www.lthe. estimée par la méthode de Penman-Monteith (FAO, 1998) est
hmg.inpg.fr/catch), trois sites de méso-échelle, instrumentés de l’ordre de 1 390 mm•an-1 (Kamagaté, 2006).
de la zone soudanaise (Ouémé supérieur au centre-ouest du
Bénin) à la zone désertique (Niamey au Niger) en passant La topographie du bassin est vallonnée, avec des altitudes
par la zone sub-désertique (Gourma au Mali), font l’objet comprises entre 520 m à l’amont (ouest) et 340 m à l’exutoire
d’investigations renforcées. Le bassin versant de la Donga, (est) pour une pente moyenne de la rivière principale de
situé dans la haute vallée de l’Ouémé (site le plus méridional 1,7 m•km‑1. Ce relief laisse apparaître une végétation
du projet), a été sélectionné pour cette étude. D’une superficie constituée de savane arborée plus ou moins dense (à Isoberlinia
de 586 km2, ce bassin représente une échelle intermédiaire sp. dominant) à couvert herbacé continu (Andropogon sp,
entre les grands bassins régionaux et les bassins expérimentaux. Hypparhenia sp., Indigo fera; Harris, 2004). Cette végétationK. Bamory et al. / Revue des Sciences de l’Eau 21(3) (2008) 363-372
365
BENIN
Haute vallée N
9.9
Ouém
é
latitude (°N)
9.8
9.7
0 5 10 km
Amont
470
Milieu
2m
460 Aval
10 m
pluviographe
Altitude (m)
9.6 limnigraphe
450 piézomètre
20 m crépiné puits villageois
440 Rivière piézomètre (site expérimental)
430
0 100 200 300 400 500 600
Distance (m)
9.5
1.5 1.6 1.7 1.8 1.9 2
longitude (°E)
Figure1. Localisation du bassin versant de la Donga et dispositif de suivi
hydrogéochimique.
Location of the Donga watershed and the hydrogeochemical survey
network.
apparaît largement dégradée en une mosaïque de champs est essentiellement constitué de formations métamorphiques,
à vocation vivrière (mil, manioc, maïs, igname) ou de rente datées du protérozoïque supérieur. Les granito-gneiss, les
(coton, anacarde). gneiss et les schistes sont les principales roches rencontrées
(Affaton, 1990; BRGM/OBM, 1984).
La couverture pédologique est majoritairement formée de
sols ferrugineux tropicaux lessivés (Faure et Volkhoff,
1998). Elle recouvre une zone d’altération (10 à 20 m d’épaisseur) 2.2 Hydrogéochimie
à nappe pérenne (nappe phréatique), captée par les puits
villageois (Wubda, 2003). Cette altération, principalement Sur l’ensemble du bassin, 16 pluviographes (Figure 1)
silteuse et argileuse, présente une hétérogénéité importante en permettent de discriminer la hauteur de pluie précipitée
fonction de la nature de la roche et des teneurs en eau ou en par cumuls de 0,5 mm. Vingt-six puits villageois (10 m de
argile selon la géophysique de subsurface (Descloitres profondeur en moyenne) servent aux mesures des niveaux de
et al., 2003; Robain et Wubda, 2004; Wubda, 2003). la nappe phréatique. Parmi ces puits, 13 font à la fois l’objet de
Les niveaux argilo-sableux, électriquement conducteurs, sont mesures tri-journalières (matin, midi et soir) et de mesures au
organisés en lentilles parfois affleurantes. Cette distribution pas de temps de 30 minutes. Les 13 autres sont suivis seulement
suggère que des nappes perchées peuvent se mettre en place trois fois par jour. À une échelle de plus fine investigation, neuf
dans ces altérites, les formations argileuses constituant des piézomètres (exempts de prélèvements humains, contrairement
niveaux imperméables. Du fait de la présence de ces niveaux aux puits villageois) ont été crépinés à différentes profondeurs (2,
imperméables, la nappe phréatique ne serait pas libre sur 10 et 20 m de profondeur), au long d’un versant expérimental
toute sa surface. Aussi, localement et plus en profondeur, des (Amont, Milieu et Aval) en 2004 (Figure 1). Ces piézomètres
fractures du socle peuvent constituer un réservoir pérenne capté sont suivis trois fois par jour. Les forages d’hydraulique
par les forages d’hydraulique villageoise généralement plus villageoise (profondeur > 20 m) sont dotés d’un équipement
profonds que les puits villageois (Wubda, 2003). Ce socle inadapté aux mesures des hauteurs d’eau. Ils n’ont donc pasRelation nappe-rivière en zone tropicale humide de socle
366
fait l’objet de mesures piézométriques. L’exutoire du bassin 2) la conservation de flux chimique : le flux Q(t) × C i (t) d’un
(Figure 1) bénéficie d’enregistrements de débits au pas de traceur chimique i, calculé pour un instant t à l’exutoire, est
temps de 30 minutes, au moyen d’un limnigraphe. L’ensemble
des piézomètres et l’échelle limnimétrique de l’exutoire ont été la somme des flux Q k (t) × Cki induits par les réservoirs k à
nivelés par GPS différentiel pour caractériser la distribution cet instant (2).
m
spatiale des potentiels hydrauliques. i
Q(t) × C (t) = ∑ Qk (t) × Cki (2)
i =1
La conductivité électrique (C.E.) de l’eau a été suivie à des
pas de temps mensuels à trimestriels dans une vingtaine de puits où m = n − 1 représente le nombre de traceurs chimiques
et forages. Des mesures ponctuelles de C.E. ont également été i, C i (t) la concentration du traceur i mesurée à l’exutoire
réalisées lors d’une dizaine d’événements pluvieux, ainsi que
à l’instant t, Cki la concentration du traceur i (supposée
sur les eaux de surface en période d’intercrue. En parallèle à
constante) mesurée dans le réservoir k.
ces mesures, un échantillonnage d’eau (C.E. et ions majeurs)
à haute fréquence (pas de temps de 30 min) et portant sur
La résolution combinée des équations (1) et (2) ramène à la
trois crues majeures (crue A, crue B et crue C) a été effectué à
résolution (par la méthode des déterminants) de n d’équations
l’exutoire en 2003. L’ensemble des échantillons, filtrés in situ,
à n inconnues (3).
a été analysé avec une précision de 5 % par électrophorèse
capillaire (cations et anions) au laboratoire HydroSciences de
1 1 1 1 1 Q Q
Montpellier (France). 1 1
1
C1 . . . Cn Q 2 Q * C1
. . . . . . .
Le croisement des informations hydrodynamiques et * = (3)
géochimiques recueillies devra permettre de dégager un schéma . . . . . . .
cohérent du fonctionnement hydrogéochimique du bassin
. . . . . . .
versant de la Donga.
Cm . . . Cnm Q n Q * Cm
1
2.3 Séparation géochimique d’hydrogrammes de crue Le premier terme de l’équation est formé par le produit de
la matrice des constantes du modèle (concentrations Cki des
Les rivières, exutoires naturels des différents réservoirs traceurs i ∈[1, m ] mesurées dans les réservoirs k ∈[1, n] ) par la
hydriques, jouent un rôle essentiel dans l’équilibre physico- matrice des inconnues (contribution Q k des réservoirs k) et le
chimique et hydrodynamique du bassin versant (Braun et deuxième terme par la matrice des flux Q * C i calculés pour les
al., 2002). À un instant donné, les eaux recueillies à l’exutoire traceurs i à l’exutoire.
du bassin versant proviennent de plusieurs sources. Elles
sont attribuées à la vidange de réservoirs spécifiques, situés à Ces deux lois de conservation de masse signifient que la
différentes profondeurs (Boeglin et Tardy, 1997). Le but variation de la charge hydraulique dans les rivières s’accompagne
de la séparation d’hydrogrammes, sur la base de la caractérisation toujours d’une variation de la composition chimique de l’eau
hydrogéochimique des réservoirs hydriques, est de quantifier la (Appelo et Postma, 1999). Cette approche nécessite la
contribution de chacun de ces réservoirs à la production des prise en compte d’un certain nombre d’hypothèses :
débits des rivières. Le modèle de séparation d’hydrogrammes
considéré est régi par deux lois fondamentales de conservation 1) la concentration du traceur chimique dans l’épisode pluvieux
de masse (Bariac et al., 1995; Joerin et al., 2002) : considéré est significativement différente de celle de la rivière
avant l’événement pluvieux (Crouzet et al., 1970).
1) la conservation de masse d’eau : l’écoulement total , mesuré Cette hypothèse est vérifiée au regard de la grande différence
à un instant Q( t ) donné à l’exutoire, est la somme des chimique entre les eaux de pluie et les débits d’intercrue
écoulements Q k (t) (inconnues du modèle) induits par les (Kamagaté, 2006);
réservoirs k identifiés (1).
2) la concentration du traceur chimique dans l’eau de pluie ne
n
présente pas de variations spatio-temporelles (Sklash et
Q(t) = ∑ Qk (t) (1)
Farvolden, 1982). De façon générale, la composition
k =1
chimique des pluies tend à se stabiliser sur une surface donnée
au cours de l’averse (Dansgaard, 1964; Kendall et
où n représente le nombre de réservoirs k.
McDonnell, 1993);K. Bamory et al. / Revue des Sciences de l’Eau 21(3) (2008) 363-372
367
3) la composition chimique des eaux souterraines reste 0 200
A
constante au cours des événements de crue (Sklash et
Farvolden, 1982). Cette hypothèse reste discutable du
50 150
fait de l’influence probable des eaux de recharge au cours de
l’averse. Mais ce phénomène est rarement mis en évidence
débit (m3.s )
-1
pluie (mm)
dans la littérature (Hooper et Shoemarker, 1986); 100 100
4) La composition chimique des rivières en période 150 50
d’écoulement de base est significativement proche de celle
des eaux souterraines (Sklash et Farvolden, 1982).
B
En période d’intercrue, il est évident que la production de 200 0
Jan-03 Jan-04 Jan-05
débit ne peut qu’être le fait des eaux souterraines. L’analyse 0
qui va suivre devra permettre d’identifier les aquifères C
responsables de ces apports. 2
4
piézométrie (m)
6
3. RÉSULTATS ET DISCUSSION 8
10
3.1 Processus hydrogéochimiques
12
3.1.1 Caractéristiques hydrogéochimiques Figure 2. (A) Pluies journalières, (B) débits journaliers à l’exutoire du
bassin, et (C) profondeur moyenne journalière de la nappe
phréatique pour les années 2003 et 2004.
La pluviométrie annuelle (Figure 2A) présente une (A) Daily rainfall, (B) daily runoff at the watershed outlet,
diminution importante de l’ordre de 24 % entre 2003 and (C) mean daily water table depth for the years 2003 and
(1 459 mm) et 2004 (1 113 mm). Cette différence est 2004.
particulièrement marquée dans les écoulements (Figure 2B) :
429 mm en 2003 et 162 mm en 2004, soit une baisse de avr.-04 mai-04 juin-04 juil.-04 août-04 sept.-04 oct.-04 nov.-04 déc.-04
l’ordre de 60 %. Le coefficient d’écoulement annuel s’évalue 0
à 29 % en 2003 et 15 % en 2004. La durée de l’écoulement
10
pluie journalière (mm)
de la rivière, tributaire de l’occurrence de pluies, apparaît
plus courte en 2004 qu’en 2003 (Figures 2A et 2B). Aussi, 20
la rivière tarit-elle dès que la pluie s’arrête alors que la nappe 30
phréatique continue de se vidanger (Figures 2B et 2C). De
même que les écoulements de surface, la hausse piézométrique 40
démarre environ un mois après les premières pluies et le pic est 50
atteint trois à quatre mois plus tard. La décrue piézométrique 0
s’amorce dès la fin de l’occurrence des précipitations régulières 1
prof_2 m
(Figure 2C). Les fluctuations piézométriques montrent, en
2
profondeur (m)
comparaison interannuelle, une différence moindre que celle prof_10 m
3
des débits : l’amplitude piézométrique moyenne annuelle varie prof_20 m
de 7,4 ± 2,8 m en 2003 à 5,3 ± 2,3 m en 2004 (Figure 2C). 4
Sur le site expérimental plus finement équipé, les piézomètres 5
de 10 et 20 m de profondeur montrent une piézométrie
6
semblable. L’amplitude piézométrique apparaît plus faible
que celle enregistrée pour les puits villageois, plus exposés à Figure 3. Profondeur de la nappe phréatique mesurée trois fois par jour
un rabattement local du fait des puisages domestiques. Les dans les piézomètres de la station expérimentale avale (2, 10
piézomètres de 2 m de profondeur captent un niveau d’eau plus et 20 m de profondeur) et pluviométrie journalière mesurée à
près de la surface du sol (environ 1 m au-dessus des niveaux lus la station la plus proche en 2004.
Water table depth measured three times per day in the down-
dans les piézomètres de 10 et 20 m de profondeur) et ayant un
gradient experimental piezometers (2, 10 and 20 m of depth)
caractère temporaire (Figure 3). and daily rainfall measured at the nearest station in 2004.Relation nappe-rivière en zone tropicale humide de socle
368
La conductivité électrique des pluies est de l’ordre de supérieure à celle du lit de la rivière, même en saison sèche
10 ± 2 µS•cm‑1. Elle est de 65 ± 6 µS•cm‑1 en moyenne à (Figure 5). Ceci traduirait une alimentation des rivières par
l’exutoire en période hors crue (Tableau 1, Figure 4) alors cette nappe indépendamment de la saison (Kamagaté,
qu’en période de crues, elle baisse fortement et avoisine celle 2003). Cependant, les cours d’eau s’assèchent totalement en
des pluies (Figure 4). La C.E. de la nappe phréatique (eaux fin de saison pluvieuse, sans débit de base, alors que la nappe
de puits) dans les altérites montre des valeurs nettement phréatique continue de se vidanger. Le réseau hydrographique
supérieures avec une moyenne de 155 ± 70 µS•cm‑1. Plus en ne constituerait donc pas le principal exutoire de la nappe
profondeur, les eaux du socle fissuré (eaux de forage) montrent phréatique. Outre les prélèvements humains, la vidange de cette
des valeurs moyennes encore plus élevées (288 ± 80 µS•cm‑1). nappe serait essentiellement le fait des transferts verticaux par
Sur le site de plus fine investigation, les suivis hydrochimiques évapotranspiration. D’un point de vue géologique, une perte
permettent de préciser ces observations. La nappe captée d’eau dans le socle fissuré via des brèches tectoniques à forte
par les piézomètres de 10 et 20 m de profondeur présente porosité ne serait pas totalement à exclure car quatre générations
des valeurs de C.E. respectivement de 204 ± 15 et de fractures caractérisées par des couloirs mylonitiques à brèches
254 ± 30 µS• cm‑1 (Tableau 1) alors que celle captée par les tectoniques ont déjà été mises en évidence (Affaton,
piézomètres de 2 m de profondeur montre des C.E. fluctuant 1990).
autour d’une moyenne de 75 ± 3 µS•cm‑1, proche de celle des
rivières en période d’intercrue. Le caractère temporaire des eaux de surface, le coefficient
d’écoulement annuel relativement faible ainsi que la très faible
3.1.2. Relation nappe-réseau hydrographique minéralisation des eaux de la rivière suggèrent une origine
superficielle des écoulements. Sur le site d’investigation
À l’échelle des versants, l’altitude de la surface de la nappe renforcée, la nappe saisonnière à faible minéralisation, captée à
phréatique, mesurée à partir des 26 puits villageois, est toujours 2 m de profondeur, a été identifiée comme une nappe perchée
temporaire (Kamagaté, 2006). La saisonnalité de cette nappe
Tableau 1. Conductivité électrique moyenne calculée pour chaque tout comme l’écoulement des rivières, l’émergence de surfaces
système hydrique considéré.
Table 1. Average electrical conductivity calculated for each considered
saturées en de multiples points du bassin, la forte hétérogénéité
water system. de la couche d’altérite avec présence de niveaux argilo-sableux
électriquement conducteurs confortent l’existence de ces nappes
Système hydrique Conductivité électrique (µS•cm-1) perchées. Selon ce schéma, le débit à l’exutoire pourrait être
considéré comme un mélange de flux rapides (ruissellement
Pluie 10 ± 2 Hortonien et écoulement sur surfaces saturées) et de flux lents
Eaux de surface
65 ± 6 (vidange de la nappe perchée saisonnière), sans contribution
(exutoire, hors crue)
Altérite (puits) 155 ± 70
significative de la nappe phréatique dans les altérites et le socle
fissuré à l’écoulement.
Socle (forage) 288 ± 80
Piézomètre 2 m 75 ± 5
Piézomètre 10 m 204 ± 15
Piézomètre 20 m 254 ± 30
200 80
70
150
60
débit (m3.s )
C.E. (µS.cm )
-1
-1
50
100
débit
40
C.E. crue
C.E. inter-crue
30
50 C.E. moyenne subsurface
Figure 5. Schéma conceptuel des flux hydriques à l’échelle d’un versant,
20
d’après les observations hydrologiques, géochimiques
0 10 et géophysiques, ET : évapotranspiration, NP : niveau
juil.-03 août-03 sept.-03 oct.-03 nov.-03 piézométrique saisonnier minimum et maximum de la nappe
phréatique, If : infiltration et R : recharge.
Conceptual cross-section of the water flux at a hillslope scale,
Figure 4. Conductivité électrique (C.E.) mesurée à l’exutoire en périodes according to the hydrological, geochemical, and geophysical
de crues et intercrues pour l’année 2003. observations, ET: evapotranspiration, NP: minimum and
Outlet measured electrical conductivity (C.E.) during flood maximum seasonal levels of the water table (dotted lines), If:
and inter-flood periods in 2003. infiltration and R: recharge.K. Bamory et al. / Revue des Sciences de l’Eau 21(3) (2008) 363-372
369
Un schéma conceptuel réalisé à l’échelle d’un versant, Ca et Na au début de la crue, suit un recouvrement progressif
d’après les observations hydrologiques et géochimiques des valeurs à la décrue. Ces concentrations deviennent encore
précédentes, appuyées par la géophysique de surface (Robain plus fortes lorsque le débit total devient inférieur à celui de
et Wubda, 2004), permet de préciser les flux hydriques début de crue. Sur la base des variations de concentration des
(Figure 5) et d’appliquer l’équation (3) au bassin de la traceurs, la séparation de l’hydrogramme indique une gamme
Donga (4) : un système de deux équations à deux inconnues; de variations des flux lents (nappes perchées) de 20 m3•s‑1 à
pour deux composantes, un seul traceur chimique est requis 50 m3•s‑1 (soit une contribution maximale de 37 % au débit
total) relativement à Ca (Figure 6A1). Cette gamme est de
1 1 Qr Q 17 m3•s‑1 à 30 m3•s‑1 (soit une contribution maximale de 22 %
1 * = (4) au débit total) relativement à Na (Figure 6A2).
Cr C1l Q l Q * C1
Contrairement à l’hydrogramme de la crue A,
où C1r représente la concentration du traceur choisi dans l’hydrogramme de la crue B, échantillonnée en milieu de saison,
l’écoulement rapide (constante du modèle), C1l la concentration est symptomatique de trois crues superposées (Figure 6B).
du traceur choisi dans l’écoulement lent (constante du modèle), Il débute à 60 m3•s‑1 et culmine au pic de crue à environ
120 m3•s‑1. Tout comme la première crue, les concentrations
C1 la concentration du traceur choisi à l’exutoire (mesurée au
pas de temps de 30 min), Q le débit total à l’exutoire (mesuré de Ca et Na à la décrue avoisinent celles de début de crue et
au pas de temps de 30 min), Q r la part de l’écoulement rapide deviennent supérieures par la suite. Les débits simulés pour
(inconnue du modèle) et Q l la part de l’écoulement lent les flux lents sont fluctuants, mais la valeur maximale est de
(inconnue du modèle). l’ordre de 50 m3•s‑1 (soit 42 % du débit total) pour le traceur
Ca (Figure 6B1) et de 40 m3•s‑1 (soit 33 % du débit total) pour
3.2. Séparation d’hydrogrammes de crue le traceur Na (Figure 6B2).
L’hydrogramme total de la crue C, scrutée en fin de saison
Les traceurs chimiques Ca et Na ont été choisis pour la
humide, est composé de deux événements, mais tronquée du
séparation d’hydrogrammes. Le choix de ces deux traceurs
fait de l’absence du début de l’événement global (Figure 6C).
relève d’une part du fait qu’ils sont des produits d’altération
Les fluctuations des flux lents apparaissent identiques à celles
de roches, donc de bons traceurs d’origine d’eau et, d’autre
du débit total avec un maximum de l’ordre de 30 m3•s‑1 (soit
part, du fait qu’ils présentent la même évolution que la C.E.
58 % du débit total) à partir du traceur Ca (Figure 6C1) et
lors des crues. La séparation d’hydrogrammes ne concerne
de 20 m3•s‑1 (soit 39 % du débit total à partir du traceur Na
que les crues car en période d’intercrue, seule la composante
(Figure 6C2).
souterraine, représentée ici par les flux venant des nappes
perchées, contribue à l’écoulement (Bariac et al., 1995;
La contribution de l’écoulement rapide est calculée à partir
Gremillon et al., 2000; Tardy et al., 2004). La mise
de la différence entre l’écoulement total et l’écoulement lent pour
en œuvre du modèle de mélange nécessite la connaissance des
chacune des trois crues. Sur la base des variations instantanées
valeurs numériques des constantes (concentration moyenne de
des débits simulés, la contribution totale de l’écoulement
Ca et Na), relativement à l’écoulement rapide et à l’écoulement
rapide et de l’écoulement lent a été calculée pour les trois
lent (pôles extrêmes d’influence) qui contribuent en proportion
crues (Tableau 2). Le bilan global se discrimine logiquement
variable à la production de l’écoulement des rivières :
entre une composante majoritaire, l’écoulement rapide et une
composante minoritaire, l’écoulement lent. Quoique toujours
a) la minéralisation de l’eau de rivière se rapproche fortement
inférieure à l’écoulement rapide, la part de l’écoulement lent
de celle de l’eau de pluie durant les pics de crue, ce qui peut
des nappes perchées apparaît croissante au fur et à mesure que
justifier l’assimilation des pluies au pôle écoulement rapide;
la saison humide s’installe du fait de l’augmentation progressive
C1r = 0,16 mg•L‑1 pour Ca et 0,09 mg•L‑1 pour Na; de la pluie efficace.
b) la minéralisation de l’eau de rivière se rapproche fortement Au regard de la différence sensible entre les résultats
de celle des nappes perchées en période d’intercrue; obtenus avec le traceur Ca et ceux obtenus avec le traceur
C1l = 4,00 mg•L‑1 pour Ca et 1,14 mg•L‑1 pour Na. Na, les contributions simulées doivent être considérées
avec circonspection et seules les gammes de variations et les
L’hydrogramme total de la crue A, échantillonnée en début processus majeurs peuvent être retenus. Ceci serait lié à la
de saison humide, est relatif à une crue unique en forme de différence de solubilité, de valence et de rayon ionique entre
cloche (Figure 6A). Il varie de 50 m3•s‑1 en début d’événement ces deux traceurs, et probablement aux réactions d’adsorption
à 135 m3•s‑1 au pic de crue. À une chute des concentrations de et précipitation.Relation nappe-rivière en zone tropicale humide de socle
370
Figure 6. Séparation de l’hydrogramme des crues A, B et C en écoulement rapide ( Q r ) et écoulement lent ( Q l ) à l’exutoire du
bassin de la Donga à partir des traceurs chimiques Ca (1) et Na (2).
Flood A, B and C hydrograph separation in rapid runoff ( Q r ) and delayed flow ( Q l ) at the watershed outlet by mean
of the chemical tracers Ca (1) and Na (2).
Tableau 2. Volume total drainé (Vt) par les crues A, B et C et contributions (%) de
l’écoulement rapide ( Qr ) et de l’écoulement lent ( Ql ) à l’écoulement total, obtenus
après séparation d’hydrogrammes au moyen des traceurs chimiques Ca et Na.
Table 2. Total drained volume (Vt) by the floods A, B and C and rapid runoff ( Qr ) and delayed flow ( Ql ) contribution
(%) to the stream flow, obtained after the hydrographs separation by means of the chemical tracers Ca and Na.
Crue A Crue B Crue C
Vt = 1 639 000 m3 Vt = 3 025 000 m3 Vt = 549 000 m3
Traceurs
Ql (%) Qr (%) Ql (%) Qr (%) Ql (%) Qr (%)
Ca 37 ± 12 63 44 ± 16 56 46 ± 11 54
Na 25 ± 10 75 32 ± 12 68 36 ± 07 64K. Bamory et al. / Revue des Sciences de l’Eau 21(3) (2008) 363-372
371
4. CONCLUSION APPELO C.A.J. et D. POSTMA (1999). Geochemistry,
groundwater and pollution. Balkema, Rotterdam,
Hollande, 536 p.
Le croisement des informations hydrodynamiques,
géochimiques et géophysiques a permis de montrer que les eaux
BARIAC T., A. MILLET, B. LADOUCHE, R. MATHIEU,
de surface sont majoritairement d’origine superficielle lors des
C. GRIMALDI, M. GRIMALDI, M. SARRAZIN,
crues. En période d’intercrue, elles sont essentiellement le fait
P. HUBERT, H. MOLICOVA, L. BRUCKLER, V.
de la vidange de nappes perchées saisonnières, sans contribution
VALLES, P. BERTUZZI, B. BES, J.C. GAUDU, J.
significative des nappes pérennes des altérites et du socle. La
HOROYAN, J. BOULEGUE, F. JUNG, Y. BRUNET,
contribution de ces nappes perchées apparaît croissante avec la
J.M. BONNEFOND, R. TOURNEBIZE et A. GRANIER
saison pluvieuse.
(1995). Décomposition géochimique de l’hydrogramme de
crue sur un petit bassin versant Guyanais (Piste Saint-Elie,
Ces résultats constituent une étape préliminaire dans
dispositif ECEREX, Orstom-CTFT, Guyane Française).
l’étude hydrologique du bassin versant de la Donga. Un
IASH, 238, 249-269.
suivi à plus long terme des écoulements de surface (crue et
intercrue) permettrait notamment de préciser l’importance
BOEGLIN J.L. et Y. TARDY (1997). Érosion chimique et
respective des écoulements rapide et lent dans la variabilité
mécanique sur le bassin amont du Niger (Guinée, Mali).
interannuelle des débits des cours d’eau. Dans une perspective
Découpage en quatre écoulements. CR Geosci., 325,
plus large, cette étude représente un début à une meilleure
125‑131.
connaissance de l’impact du déboisement et du changement
d’occupation des sols sur l’hydrologie de la zone. En effet, un
BRAUN J.J., B. DUPRÉ, J. VIERS, J.R. NDAM
défrichement continu et d’ampleur importante provoquerait
NGOUPAYOU, J.P. BEDIMO BEDIMO, L. SIGHA-
une augmentation conséquente du coefficient de ruissellement
NKAMDJOU, R. FREYDIER, H. ROBAIN, B. NYECK,
du bassin (Casenave et Valentin, 1992). L’écart entre
J. BODIN, P. OLIVA, J.L. BOEGLIN, S. STEMMLER
la contribution de l’écoulement rapide et celle de l’écoulement
et J. BERTHELIN (2002). Biogeohydrodynamic in the
lent deviendrait de plus en plus important et la recharge des
forested humid tropical environment: the case study of the
aquifères de plus en plus faible. Le défrichement pourrait
Nsimi small experimental watershed (South Cameroon).
également induire une diminution de l’évapotranspiration
Bull. Soc. Geol. Fr., 173, 347-357.
réelle (ETR) du fait d’un couvert végétal de moins en moins
dense. Ceci met en exergue la nécessité de connaître l’ETR,
BRGM/OBM (1984). Carte géologique au 1/200 000e, feuille
jusque là inconnue, et son impact sur le bilan hydrologique du
de Djougou-Parakou-Nikki. Office Béninois des Mines,
bassin.
Cotonou, République du Bénin.
CASENAVE A. et C. VALENTIN (1992). A runoff capability
classification system based on surface features criteria in
REMERCIEMENTS semi-arid areas of West Africa. J. Hydrol., 130, 231-249.
Nos remerciements vont à l’endroit de tous les chercheurs CHEVALLIER P. (1990). Complexité hydrologique du petit
et techniciens de l’IRD au Bénin pour l’acquisition et la mise basin versant. Exemple en savane humide, Booro Borotou
en forme des données. La Direction de l’Hydraulique de (Côte d’Ivoire). ORSTOM Études et Thèses, Paris, 332 p.
Djougou (MMEH, Bénin) est à remercier pour avoir autorisé
l’accès aux infrastructures hydrauliques du bassin. L’accueil et CHEVALLIER P. et O. PLANCHON (1993). Hydrological
la participation des habitants à certains suivis sont également processes in a small humid savanna basin (Ivory Coast). J.
remerciés. Hydrol., 151, 173-191.
CROUZET E., P. HUBERT, P. OLIVE et E.S.A. MARCÉ
(1970). Le tritium dans les mesures hydrologiques de
surface. Détermination expérimentale du coefficient de
RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIES ruissellement. J. Hydrol., 11, 217-229.
AFFATON P. (1990). Le Bassin des Voltas (Afrique de l’Ouest) : DANSGAARD W. (1964). Stable isotopes in precipitation.
une marge passive, d’âge protérozoïque supérieur, tectonisée au Tellus, 16, 436-468.
panafricain (600 ± 50 Ma). Thèse de doctorat de Géologie,
Université Aix-Marseille, France, 499 p. DESCLOITRES M., M. WUBDA et Y. LE TROQUERRelation nappe-rivière en zone tropicale humide de socle
372
(2003). Prospections géophysiques sur le bassin versant d’Ara : Walling (Éditeurs). Wallingford (Royaume-Uni).
électrique 2D et électromagnétisme EM34, compte rendu de IAHS Press, 215, 41-48.
mission du 5 au 14 mai 2003, Rapport technique IRD
Ouagadougou, Burkina-Faso, 15 p. LEBEL T. et T. VISCHEL (2005). Climat et cycle de l’eau en zone
tropicale : un problème d’échelle. CR Geosci., 337, 29-38.
FAO (1998). Crop Evaporation – Guidelines for computing
crop water requirements. Irrig. Drain. Pap., Rome, 56. L’HÔTE Y., G. MAHÉ, B. SOME et J.P. TRIBOULET
http://www.fao.org/docrep/X0490E/X0490E00.htm (2002). Analysis of a Sahelian annual rainfall index from
(consultation le 08 novembre 2006). 1896 to 2000; the drought continues. J. Sci. Hydrol., 47,
563-572.
FAURE P. et B. VOLKOFF (1998). Some factors affecting
regional differentiation of the soils in the Republic of Benin ROBAIN H. et M. WUBDA (2004). Rapport de mission
(West Africa), Catena, 32, 281-306. au Bénin du 12 octobre au 22 novembre 2004, Rapport
technique IRD, 31 p.
FAVREAU G. (2000). Caractérisation et modélisation d’une
nappe phréatique en hausse au sahel : dynamique et géochimie SKLASH M.G. et R.N. FARVOLDEN (1982). The use of
de la dépression piézométrique naturelle du kori de Dantiandou environmental isotopes in the study of high-runoff episodes
(sud-ouest du Niger). Thèse de doctorat, Université Paris XI, in streams. Dans : Isotope studies Hydrol. Proc. Perry Jr
France, 258 p. E.C., W.C. Montgomery (Éditeurs), 65. Northern
Illinois University press, Dekalb, Illinois, États-Unis.
GREMILLON P., A. GONYEAU et M. WANIELISTA (2000).
Application of alternative hydrograph separation models to TARDY Y., V. BUSTILLO et J.L. BOEGLIN (2004).
detect changes in flow in a watershed undergoing urban Geochemistry applied to the watershed survey: hydrograph
development. Hydrol. Proc., 14, 1485-1501. separation, erosion and soil dynamics. A case study: the
basin of the Niger River, Africa. Appl. Geochem., 19,
HARRIS J. (2004). Contribution à l’étude du fonctionnement 469‑518.
de la végétation au nord Bénin, suivie phénologique de trois
couverts végétaux et mesures de LAI des espèces ligneuses WUBDA M. (2003). Reconnaissance géophysique du bassin
dominantes. DESS, Université Créteil, France, 84 p. versant d’Ara (Djougou, Nord Bénin). DESS de Géophysique
Appliquée, Université Pierre et Marie Curie, Paris, France,
HOOPER R.P. et C.A. SHOEMARKER (1986). A comparison 65 p.
of chemical and isotopic hydrograph separation. Water
Resour. Res., 22, 1444.
JOERIN C., K.J. BEVEN, I. IORGULESCU et A. MUSY
(2002). Uncertainty in hydrograph separations based on
geochemical mixing models. J. Hydrol., 255, 90-106.
KAMAGATÉ B., F. JACQUIN et L. SÉGUIS (2003). Mission
nivellement – géochimie, haut-bassin de l’Ouémé (Bénin),
rapport technique, IRD Montpellier, 9 p.
KAMAGATÉ B. (2006). Fonctionnement hydrologique et origine
des écoulements sur un bassin versant en milieu tropical de
socle au Bénin : bassin versant de la Donga (haute vallée de
l’Ouémé). Thèse de doctorat, Université Montpellier II,
France, 319 p.
KENDALL C. et J.J. MCDONNELL (1993). Effect of
intrastorm isotopic heterogeneities of rainfall, soil water
and groundwater on runoff modelling. Dans : Tracers in
Hydrology, proceedings of an international symposium held
at Yokohama, Japan, 21-23 July 1993. Peters, N.E.,
E. Hoehn, C. Leibundgut, N. Tase et D.E.Vous pouvez aussi lire
